Strukturgeologie

Einfhrung in die

Strukturgeologie

Jean-Pierre Burg

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jpb-Einfhrung Grundkurs-2001

EINFHRUNG IN DIE STRUKTURGEOLOGIE Strukturgeologen interessieren sich fr die geologischen Prozesse, bei denen die Einwirkung von Kraft in einer nderung einer Form in eine andere Form resultiert. Um dies kurz zu erlutern, betrachten wir das Kunstgemlde von Mauk Escher. Er spielte mit der Verformung (deformation), verwandelte einen Fisch in einen Vogel und erfand so einen bergang von Wasser zu Luft. Wir wollen seine knstlerische Metamorphose einmal betrachten und uns dabei berlegen, auf was sich Verformung eigentlich bezieht. Sie setzt eine Bewegung von jedem Punkt der Form voraus, in bezug auf die anderen Punkte, z.B. die des Schwanzes in bezug zum Maul.

inspiriert von Lucht en water I, M.C. Escher (1938)

Jeder Punkt folgt seinem eigenen und unabhngigen Weg. Der Schwanz bewegt sich entlang dem schwarzen Vektor (vector), das Maul entlang dem grauen. Diese Vektoren nennt man Trajektorien (trajectories). Wir brauchen nicht jeden Schritt entlang der Vektoren zu identifizieren, um die Gesamtbewegung eines jeden Punktes und die daraus entstandene Verformung, die in der Geologie als finiter Zustand (finite state) bezeichnet wird zu verstehen. Aber je mehr Zwischenschritte wir erkennen, desto besser knnen wir die Verformungsgeschichte vom Fisch am Anfang zur Gans am Schluss eingrenzen und entziffern. Die Aufgabe fr Struktur-Geologen ist es die ursprnglischen und abschliessenden Gesteins-Formen zu erkennen, zu

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beschreiben, mengenmig zu bestimmen und eine genetische Deutung zu erstellen. Folglich sollten strukturelle Studien vier analytische Aspekte integrieren: - Die geometrische Analyse der ursprnglischen und abschliessenden Form. -Die Kinematik befasst sich mit der Relativbewegung von Punkten innerhalb einer Struktur und

der fortwhrenden Entwicklung mit der Zeit. Die grundlegenden Bewegungen sind Translation (Vernderung der Position), Rotation (Vernderung der Orientierung), Verzerrung (Vernderung der Form, distortion) und Dilatation (Vernderung der Grsse, dilation). Diese sind meistens kombiniert, um eine natrliche Deformation zu erzeugen. Translation und Rotation sind Bewegungen eines Krpers, der intakt bleibt ohne Vernderung der Form oder Grsse; sie werden Festkrperdeformation (rigid-body deformation) genannt, im Gegensatz zu einer nicht-Festkrperdeformation (non-rigid body deformation), die Verzerrung und/oder Dilatation beinhaltet.

Relativbewegungen von Punkteninnerhalb einer Struktur

Festkrpertranslation Festkrperrotation

nicht-Festkrper-verzerrung Dilatation

- Die Dynamik (dynamic analysis) befasst sich mit den verantwortlichen Krften dieser

Bewegungen. Mit anderen Worten will sie die Orientierung und Grsse der wirkenden Spannungen.

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unterschiedliche Orientierungen der Krfte

kompressive Krfte Dehnungskrfte

Scherkrfte

- Die Rheologie Analyse (rheologic analysis) versucht die Verformungsraten und die Reaktion

des verformenden Materials auf angewandten Krften zu verstehen. Die Aufeinanderfolge der einzelnen Bewegungsschritte bestimmt eine fortschreitende und kontinuierliche Entwicklung, wenn die Bewegung langsam ist. Wir vermuten jedoch, dass jede Bewegung von einem Stadium der Metamorphose zum nchsten auch sehr pltzlich sein knnte, mit geringem Einfluss auf das Endergebnis. Genauso gut knnen wir einen Schritt auslassen oder sogar einen Schritt zurckgehen ohne Einfluss auf das Endergebnis. Einzelheiten der Trajektorien bleiben ohne grosse Folgen in Bezug auf die Geometrie aber knnen sehr wichtige Hinweise fr bestimmten Prozesse sein. In der Geologie umfasst eine langsame Verformung eine Zeitspanne von mehreren hunderttausend Jahren oder sogar Millionen Jahren (normalerweise sind 10

15s = 30 Millionen Jahre). Sagen wir

einmal, dies sei die Zeitspanne, in der der gelbe Schwanzvektor nahezu parallel zum weissen Maulvektor bleibt. Schnelle Verformung findet innerhalb weniger Zehner-Sekunden (bloss 10

-1s fr

die Rissbildung im Zusammenhang mit Erdbeben). Dies knnte an der Stelle sein, wo die Vektoren sich kreuzen und eine abrupte Diskontinuitt in der langsamen Verformung markieren, indem der Schwanz nach vorne geht und das Maul nach hinten verschoben wird. Schnelle Verformung kann sehr dramatisch sein und durch Erdbeben zum Ausdruck kommen, diesen nahezu unvorhersagbaren Ereignissen, die die menschliche Phantasie seit Beginn unserer Geschichtsschreibung erschrecken: Ein Erdbeben findet dann statt, wenn die elastische Verformungsenergie eines Teils der Erde pltzlich umgewandelt wird in Bewegungsenergie und zur Verschiebung an einer Bruchflche fhrt. Es ist dasselbe, wie wenn man ein Gummiband dehnt, bis es pltzlich reisst und einem an den Fingerspitzen schmerzt. Energie wird bei der elastischen Streckung gespeichert und freigesetzt, wenn Bruchbildung auftritt. Whrend Erdbeben vibriert die Erde, bricht und Teile davon werden mehrere Meter weit in wenigen Sekunden versetzt (1899 wurde bei Yakutat Bay, Alaska, eine Bucht 15m ber den Meeresspiegel gehoben). Langsame Verformung ist dagegen fr die menschliche Wahrnehmung weniger gut feststellbar. Sie kann allerdings von Geodten gemessen werden, dort wo sie sehr aktiv ist. ber mehrere Jahre hinweg kann an solchen Orten eine Verformung von Referenzdreiecken festgestellt werden. Viele Gesteinsformationen enthalten Beweise von Deformation ber einen viel grsseren Zeitraum

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hinweg. Zum Beispiel legt fast jede Gebirgskette steile sedimentre Schichten frei, die ursprnglich horizontal unter dem Meeresspiegel abgelagert wurden. Tatschlich scheinen Gesteine wie eine Flssigkeit ber grosse Zeitrume hinweg zu fliessen.

Verkrzung Streckung Seitenverschiebung

schnelle DeformationAufschiebung Abschiebung Blattverschiebung

langsame DeformationFaltung Streckungszone mit Ausdnnung "diffuse" Blattverschiebung

Der wichtige Parameter, der auch den Unterschied zwischen schneller und langsamer Verformung ausmacht, ist nicht die nderung der Form. Die Metamorphose vom Fisch zum Vogel ist lediglich eine geometrische Vernderung. Den Zeitraum ber den eine Verformung stattfindet ist sehr wichtig. Die zeitliche nderung der Verformung, die Verformungsrate, ist daher von eminenter Bedeutung bei der Untersuchung der Gesteinsdeformation.

Strukturen Gesteinsformen und andere Erscheinungen, die uns Geologen anzeigen, dass Verformung stattgefunden hat, werden Strukturen genannt (Strukturen im strukturgeologischen Sinn). Strukturen variieren in der Gre von 10-6m (Atomgrsse) bis 106m (die Grsse der Erde und anderer Planeten). - Makrostrukturen sind gross (> 102m). - Mesostrukturen kann man noch mit dem bloen Auge in Aufschlssen und Gesteinenproben

(10-2 bis 102m) erkennen.. - Mikrostrukturen sind Erscheinungen, die mit dem optischen oder dem Elektronenmikroskop beobachtet werden knnen (

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Wasser, Metalle oder wertvolle Mineralien, zu lokalisieren. Die akademische Mglichkeit, einfache und komplexe Strukturen in Gesteinen zu entschlsseln, zu beschreiben und sie in eine brauchbare Form zu bringen, ist das Privileg der Strukturgeologie. Die Strukturgeologie basiert auf einer beschreibenden Analyse von Strukturen und Gefgen. Das Gefge (fabric) irgendeines Objekts ist die geometrische Beziehung zwischen sich regelmssig wiederholenden Bestandteilen, unabhngig vom Massstab. Das Gesteinsgefge widerspiegelt eine Anzahl von Prozessen, die auf das Gestein einwirkten. - Das primre Gefge bildet sich whrend der Entstehung des Gesteins. Primre Strukturen wie

Kreuzschichtung oder gradierte Schichtung widerspiegeln die lokalen Umweltbedingungen, in welchen sich die Gesteine bildeten.

- Sekundre Gefge widerspiegeln Verformung. Sekundre Strukturen wurden whrend der Deformation gebildet und widerspiegeln das Verhalten des Gesteins bezglich verschiedener auf ihn wirkender Krfte in gleichen Massen wie die lokalen Umweltbedingungen whrend der Deformation des Gesteins.

Geologen schtzen die Richtung der Gesteine im Untergrund mittels der Bestimmung von deren primren und sekundren Oberflchenstrukturen.

Lineare

Richtung

des Gef

ges

Planar

es Ele

ment d

es Ge

fges

Hauptelementedes Gefges eines verformtensedimentren Gesteines

Schnelle Verformung kann zum Bruchereignis fhren. Letzteres hat eine Relativbewegung der Gesteine beidseits des Bruchs (fracture) zur Folge. Die Bewegungsflche (oder -zone) wird von den Erdwissenschaftlern "Verwerfung" (fault) genannt. Das Ergebnis ist eine scharfe Verformung, wobei die schnelle Relativbewegung entlang einer sehr dnnen Flche stattfindet. Jetzt findet man an dieser Linie eine Unterbrechung oder Deformation des umgebenden Gesteins. Diese nennt man sprde Verformung (brittle deformation), denn das Gestein ist ja nur in zwei separate Stcke zerbrochen worden. ber den Bruch hinweg gibt es keine Kontinuitt. Dementsprechend wird die resultierende Verformung oft als diskontinuierliche (discontinuous) Verformung bezeichnet. - Falten (folds) zeigen uns, dass eine Struktur, die ursprnglich eben war, wie zum Beispiel eine Sedimentschicht, ohne zu zerbrechen verbogen wurde. Die Begrenzung der verbogenen Schicht kann ohne Unterbruch entlang der Falte verfolgt werden. Die Deformation ist in diesem Fall kontinuierlich, was faszinierend ist, weil es bedeutet, dass Gesteine formbar sein knnen. - Boudinage hingegen zeigt, dass eine ursprnglich ebene Struktur langsam gedehnt wurde, was zu ausgednnten Bereichen fhrt, wie wenn dnne Kaugummifden langsam in die Lnge gezogen werden. Boudinage resultiert aus einer Kombination von kontinuierlicher und diskontinuierlicher Deformation.

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Verwerfungen und Falten sowie jede Deformationsstruktur knnen im kleinsten Massstab oder in Dimensionen von mehreren Kilometern gebildet werden. Einige Strukturen liegen so dicht aneinander, dass es erscheint, als wren sie berall im Gestein. Diese Strukturen werden als penetrativ bezeichnet. Die Darstellung dieser dreidimensionalen Formen auf Karten kann in geologischen Profilen zweidimensional betrachtet werden. Fr die Umwandlung einer dreidimensionalen Struktur in eine zweidimensionale Profilebene brauchen wir mehr als die Hlfte der Zeit des Grundkurses.

Arten von Strukturen

Bruchbildung

Boudinage

Faltungsprde Verformung duktile Verformung

duktile und sprde Verformung Die Strukturgeologie untersucht anhand von relativ kleinen Strukturen die Gesteine, um uns mit praktischen Methoden auszursten, die uns ermglichen, grossrumige, geometrische Strukturen zu erfassen. Diese Strukturen knnen so gross sein, dass sie nicht von einem einzigen Punkt im Feld berblickt werden knnen. Karten und damit verbundene Profile erhalten diese und ihre Komplexitt. Die geologische Kartierung ist tatschlich die Grundlage jeder geologischen Arbeit, da es der einzige Weg ist, um den Kontakt zwischen Gesteinseinheiten zu beobachten und zudem die geschichtliche Reihenfolge von grossen Ereignissen zu enthllen. Sie ist der einzige Weg, um eine Aufstellung von Gesteinseinheiten zu erstellen, diese zu beschreiben, die Strukturen zu erkennen und ihre Orientierung zu messen, erste Hypothesen zu machen, sie im Feld zu berprfen und letztendlich ein Querprofil zu konstruieren. Verformung Die quantitative Bestimmung der Vernderungen in Form und Grsse durch die Deformation ist der Fokus der Verformungsanalyse (strain analysis). Alle nderungen der Grsse oder Form eines Krpers, oder beides zusammen, erzeugen Verformung (strain). Verformung wird gemessen als das Verhltnis von der Zunahme oder Abnahme einer geometrischen Dimension zur Originallnge dieser Dimension. Z.B.: Lineare Verformung = Streckung (oder Verkrzung) der Lnge / Originallnge Volumenverformung = Zunahme (oder Abnahme) des Volumens / Originalvolumen Scherverformung = Scherverschiebung / Dicke

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Krfte - Plattentektonik Geologen wollen ebenfalls herausfinden, welcher Krafttyp verantwortlich war und wie weit und in welche Richtung die deformierten Gesteine bewegt wurden. Die Tektonik konzentriert sich auf die Krfte und Bewegungen in einem Gebiet, die zur Bildung der Strukturen beitrugen. Durch Feldbeobachtungen, Karten und Profile wussten Geologen schon sehr bald, dass scheinbar feste und steife Gesteine zu Falten verbogen oder an Verwerfungen zerbrochen werden knnen. Verformung kann auf drei unterschiedliche Orientierungen der Krfte (force) zurckgefhrt werden:

Kompressive Krfte, welche einen Krper zusammendrcken und verkrzen. Dehnungskrfte (extensional forces), die einen Krper strecken und eventuell

auseinanderreissen. Seitliche Scherkrfte (shearing forces), die einem Teil des Krpers gestatten, am anderen

Teil auf der gegenberliegenden Seite vorbeizugleiten. Man verstand daher recht schnell, dass Gebirge die topographische Folge kontinentaler Verformung darstellen. Wie man auf der topographischen Weltkarte sehen kann, sind Gebirge in der Tat eine Verformung der Erdoberflche. Es sind Landstreifen, wie zwischen Afrika und Europa, in denen die Gesteine zu Falten verknittert sind. Dies legt nahe, dass solche Grtel nur regional auftreten. Sie sind die Folgeerscheinung horizontaler, tektonischer Krfte, welche diese Verformung erzeugten (respektive erzeugen). Als solche sind Gebirge schon immer bevorzugte Gebiete fr Felduntersuchungen bei Strukturgeologen gewesen.

Aber woher kommen diese horizontalen Krfte ? Geologen, die die Verteilung von Gebirgsketten betrachteten und daraus die kontinentale Verkrzung berechneten, daneben die Orientierung von Falten bestimmten, um die Richtung der Krfte zu ermitteln, stellten sich grossrumige Bewegungen zwischen den Kontinentalblcken (continental blocks) vor. Sie begrssten daher die Idee von der Kontinentaldrift (continental drift) des Meteorologen Alfred Wegener um das Jahr 1920. Diese Theorie basiert, nach anfnglichen Spekulationen, auf die Beobachtung, dass im Atlantik gegenberliegenden Kstenlinien auffallend gut zueinanderpassen. Aber trotz einiger dieser visionren Wissenschaftler gelang es den Geologen nicht, grosse horizontale Bewegungen von Teilen der Erdoberflche zu akzeptieren, weil sie die Kontinente untersuchten. Hinweise die eindeutig fr den Mechanismus der Kontinentaldrift sprachen waren im Ozean verborgen. Statt dessen, glaubten die meisten Geologen, dass Kontinente episodisch aus den Ozeanen auftauchten und wieder versanken. Grundlage fr diese Idee waren die weitverbreiteten marinen Fossilien in den kontinentalen Sedimenten.

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Tiefseegraben von Chile

Hawa

SdAmerika

Afrika

Eurasien

Izu Bonin

Pazifischer Rcken

MittelatlantischerRcken

Indischer Rcken

Hypothetische Fliesslinien (und Lithosprenfragmente) fr das Konvektionsystem im Mantelverndert nach Silver & Carlson,1988, Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 16, 477-541

Hotspot ozeanischeInselbasalte

HotspotAlkalibasalte

vulkanischeInselbgen

MORBozeanischesPlateau

KERN

In den 60-er Jahren nderte die Entdeckung der mittelozeanischen Rcken (mid-oceanic ridges) und die Kartierung der Magnetisierung des Ozeanbodens nachhaltig unser Bild der Erde. Das quantitative Wissen ber die Art und Altersverteilung der ozeanischen Kruste lieferte eine komplette Theorie der Erddynamik. Sea-floor spreading und der Nachweis der Plattenbewegungen (plate movements), die sogenannte Plattentektonik (plate tectonics), vereinte die Erdwissenschaften, weil die verschiedensten Theorien und zahlreiche unabhngige Beobachtungen miteinander vereinbart werden konnten. Seither ist die Plattentektonik, trotz einiger Opponenten, unverndert das einfachste und beste Konzept geblieben, um Oberflchen-, geologische und geophysikalische Strukturen auf quantifizierbare Bewegungen zu beziehen, die im Zusammenhang mit Prozessen im Erdinneren stehen. Dieser Mechanismus kann jetzt fr die letzten 200 Millionen Jahre angenommen werden, ungefhr das Alter der ltesten ozeanischen Kruste. Prozesse, die ozeanische Becken durch Kontinente ffneten und Ozeane schlossen, um Berge und neue Kontinente zu produzieren, sind zusammen als der tektonische Zyklus (tectonic cycle) bekannt. Da sich die Erde nicht erheblich erweitert, ist die Rate der Lithosphrenvernichtung an den konvergenten Grenzen praktisch dieselbe wie die Rate der Lithosphrenbildung an den divergenten Grenzen. Die Theorie beinhaltet vier wesentliche Konzepte:

-Die ussere Lage der Erde (ihre Lithosphre (lithosphere)) ist verhltnismssig steifer als die tiefere Asthenosphre (asthenosphere); die Lithosphre ist zerstckelt in Stcke bestehend aus festen Einheiten, die Platten (plates) genannt werden.

-Diese Platten bewegen sich unabhngig relativ zueinander als feste mechanische Einheiten. - Erdbeben und vulkanische Eruptionen sind in einem schmalen Grtel konzentriert, die linearen

topographischen Anomalitten entsprechen. Diese Verteilung der seismischen und topographischen Strungen stellt starke tektonische Aktivitt an oder nahe den Plattengrenzen bildlich dar.

-Das Innere der Platten ist geologisch relativ ruhig, mit viel weniger Erdbeben als an den Plattengrenzen und wenig vulkanischer Aktivitt.

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Die Plattentektonik ermglicht insbesondere, eine kinematische und dynamische Analyse rezenter, grossrumiger Erscheinungen auf der Erde.

Die tektonische Kinematik, die sich mit der Relativbewegung und der zeitlichen Entwicklung beschftigt, ist dank der magnetischen Registrierung der Ozeanbden aus palomagnetischen Daten relativ genau.

Die Verteilung und die Natur von Erdbeben dokumentieren das dynamische System der Erde. Informationen basierend auf einer beschreibenden Strukturanalyse und sowohl kinematischer und dynamischer Analysen knnen es ermglichen, vergangene Plattenbewegungen und andere geologische Ereignisse zu bestimmen. Beide, kinematische und dynamische Analysen, grnden auf beschreibenden Fakten und Plattengrenzen werden mit Hilfe des Bewegungstypes, den sie demonstrieren, kategorisiert.

- Konvergenz (convergence) bringt angrenzende Platten aufeinander zu. Der krustale Bereich wird verringert und Platten knnen entlang von Subduktionszonen (subduction zones) in den Mantel abtauchen. Kompression (compression) dominiert an konvergenten Plattengrenzen (convergent plate boundaries), wo Platten miteinander kollidieren (collide). - Divergenz (divergence) tritt auf, wenn aneinander liegende Platten sich voneinander weg bewegen. Der krustale Bereich dehnt aus sich, whrend neue Ozeankruste an solchen Grenzen gebildet wird und die Platten wachsen. Dehnung (tension) dominiert an divergenten Plattengrenzen (divergent plate boundaries), wo Platten auseinandergezogen werden. - Blattverschiebung (strike-slip) besteht aus dem seitlichen Verschieben einer Platte bezglich einer anderen Platte in horizontaler Richtung, ohne sich dabei auseinander zu bewegen oder zusammenzulaufen. Seitliche Scherung (shearing) dominiert an Transform-Plattengrenzen (transform plate boundaries), wo Platten horizontal aneinander vorbeigleiten.

Die daraus entstehenden Strukturen haben geographische Ausmasse und treten sowohl auf dem Ozeanboden als auch auf dem Kontinent in Form einer Topographie auf Landkarten in Erscheinung. Wir knnen ohne weiteres erkennen, dass die Topographie das Ergebnis horizontaler Bewegungen ist, die bis zu 10 cm pro Jahr erreichen knnen und ebenso von vertikalen Bewegungen, von bis zu 10 mm pro Jahr, was ein Unterschied von einer Grssenordnung ist. Dementsprechend werden die horizontalen Relativbewegungen zwischen den Platten fr die Strukturen, die uns interessieren, wichtiger sein. Zu gegebener Zeit werden wir die um eine Grssenordnung kleineren vertikalen Bewegungen auch bercksichtigen mssen.

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zunehmende Energie, die bentigt wird um tektonische Systeme aufrecht zu erhalten

Die drei Hauptbewegungen der lithosphrischen Platten

Blattverschiebung

Tran

spre

ssion

Transtension

Syn-Konvergenz VerdnnungKonvergenzDivergenz

Plattenbewegungen knnen in vielen Weisen kombiniert werden, abhngig von der Art der Platteninteraktion, die aufgenommen werden muss. Die tatschliche relative Bewegung zur Plattengrenze kann senkrecht oder schief sein. Eine schiefe Konvergenz der Platten produziert eine transpressive Deformation (transpressive deformation). Eine schiefe Divergenz wird Transtension (transtension) benannt. Die Schlussfolgerung fr Strukturgeologen ist, dass die Strukturen existieren, weil die Kruste unseres Planeten dynamisch ist: die Kruste ist eine dnne, feste Haut, welche ein bewegliches Inneres verbirgt.

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180 120 60 0 60 120 180

60

30

0

30

60

72

49

47

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106

60

59146

158

7884

8459

86

66

80

53

83

9623

22

17

4

23 49

2

30

34

34

31

12

14

66

75

14

37

527

21

8

10

483828

79

65

3

Eurasia

Pacifica

Antarctica

NordAmerica

Australia

India

SudAmerica

Nazca

Africa

39

6

100

79

en 1200%2pttes unites= 10

77

31

relative Geschwindigkeiten (in mm/a) und Richtungen bei Plattenbewegungen

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Topographie und moderne Verformungen Landformen (landforms) sind einzelne Elemente einer Landschaft. Geomorphologie ist die Studie der physikalischen, chemischen und biologischen Prozesse, die Landformen produzieren. Das heutige Relief der Erdoberflche kann in grossen Teilen auf Verformungen whrend der letzten zehn Millionen Jahre zurckgefhrt werden, was ein berzeugender Beweis dafr ist, dass junge, starke tektonische Aktivitt Berge versetzt. Die tektonischen Krfte knnen auf Bewegungen im Erdinnern zurckgefhrt werden. Letzteres wird in der Geophysik behandelt. Geologen (senso stricto) hingegen haben keinen direkten Zugang mehr in die tieferen Erdbereiche. Sie sind einerseits an Landformen als Funktion von tektonischen Prozessen interessiert und andererseits, wie man Landformen zur Rekonstruktion der tektonischen Geschichte benutzt. Nun wissen wir, dass Gebirge dort entstehen, wo zwei Platten konvergieren und letztendlich zusammenstossen, wie in den Alpen zwischen Afrika und Europa oder dem Himalaya zwischen Indien und Asien. Wir finden in beiden Gebirgen Ophiolithe, Relikte ehemaliger Ozeane die heute verschwunden sind. Dies ermutigt uns, plattentektonische Lsungen auch in alten Gebirgen anzuwenden, in denen wir Ophiolithe finden knnen. Analog dazu existieren lange Riftsysteme, wo zwei tektonische Krper einer Platte divergieren und bei gengend grossen Dehnbewegungen zur Bildung einer neuen ozeanischen Kruste fhren. Beispiele fr Riftsysteme sind in Ostafrika oder entlang dem Rheingraben zu finden. Beispiele eines Riftsystems, welches zur Neubildung einer dnnen, ozeanischen Kruste mit magnetischen Anomalien fhrte, finden wir im Afar - Roten Meer Riftsystem. Letzteres begann als Riftsystem im Miozn (ungefhr 25 Millionen Jahre) und bildete die erste ozeanische Kruste in Plio-Pleistozner Zeit (ca. 1,5 Millionen Jahre).

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Einen grossen Teil des Grundkurses verwenden wir dazu, Beziehungen zwischen der Plattentektonik und Grossstrukturen, wie Gebirge und Becken, abzuleiten. Wir werden in der Tat sehen, dass verschiedene Gebirgs- und Beckentypen vorkommen, die auf unterschiedliche plattentektonische Bewegungen zurckgefhrt werden knnen. Dieser Teil der Strukturgeologie wird Geodynamik genannt. Prozesse und physikalische Parameter Ein wichtiges Kennzeichen der modernen Strukturgeologie ist die Einfhrung von experimentellen Techniken. Experimente knnen in drei ganz verschiedene Typen eingeteilt werden: -Die Untersuchung des Verhaltens und der Antwort des Gesteins unter knstlich kontrollierten Bedingungen, um ihre Eigenschaften zu klren. Diese Information ist aus der physikalischen Gesteinsverformung im Labor gewonnen, die fters Test (tests) als Experiment genannt wird. Zwei Hauptantworten werden beobachtet: Bruchbildung (fracture) ist Deformation mit Verlust der Kohsion. Fliessen (flow) ist jede mgliche Deformation ohne Verlust der Kohsion; die Duktilitt ist die Fhigkeit eines Materials, zu fliessen, ohne dabei zu brechen. Dies gibt uns einen ersten Kontakt mit der Rheologie von geologischen Materialien. Rheologie ist das Studium der Beziehung zwischen Spannung und Verformung in einem deformierenden Material. Weiterhin ist sie die Art, wie sich Material verformt, was sehr stark abhnging von verschiedenen Parametern ist. Wie wir sehen werden, kontrollieren diese Parameter den Stil der Strukturen, die aus Krften, die auf die Erdkruste einwirken, resultieren. Das Wort Kruste sollte

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betont werden, weil Plattentektonik die Bewegung lithosphrischer Platten beschreibt, andererseits aber Geologen nur den krustalen Teil der Lithosphre studieren knnen. Wie dem auch sei, dies ist ihr oberer Teil, der auf der Erdoberflche dominiert und mit dem sich Geologen befassen. -Skalierte Modelle versuchen die grundlegenden Mechanismen und Prozesse, durch welche die geologischen Strukturen geformt werden, zu klren. Diese Experimente gebrauchen geeignete Materialien und Substanzen, in welchen die rumlichen und zeitlichen Massstbe des natrlichen Phnomens reduziert werden. Solch analoge Experimente sind oft erfreulich anzusehen und es wird gezeigt werden, dass einige Resultate natrliche Strukturen dokumentieren.

-Numerische Modelle sind wichtig, um Hypothesen, induziert von natrlichen Sachverhalten, zu verifizieren. Diese Modelle drcken die Eigenschaften oder die Festigkeit der Materialien in numerischen Werten aus, um die betrachteten Strukturen zu simulieren und ein besttigtes Bild eines Phnomens zu liefern. Diese Experimente hngen nun von der Entwicklung von Supercomputern ab, um mglichst so viele bestimmende Faktoren oder Parameter als mglich miteinzubeziehen, die in der Natur zusammenhngen, um komplexe Systeme zu schaffen. Mathematische Hilfsmittel Wie in allen Wissenschaften sind mathematische Hilfsmittel notwendig um Deformations-Eigenschaften und Prozesse zu beschreiben und numerisch zu modellieren.

Empfohlene Literatur: L. Papula: Mathematik fr Ingenieure und Naturwissenschaftler (Viewegs Farbcher der Technik)

In der Strukturgeologie sind die folgenden Methoden von besonderer Bedeutung.

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Trigonometrie Komplizierten Formen als Polygone zu vereinfacht (als Form mit geraden Rndern) ist eine bliche Nherung. Da jedes mgliche Polygon aus Dreiecken konstruiert werden kann, ist Trigonometrie (die Studie der Dreiecke) ein wesentliches Hilfsmittel fr Strukturgeologen. Triangulation (Aufspaltung in Dreiecke) ist eine Routine in der Geodesy und in mechanischen Studien, die die Finite-Elemente-Methode anwenden.

Vektor Operationen Weil sich Punkte whrend der Deformation bewegen, sind Vektoren geeignet um die Mengen und Richtungen von diesen Bewegungen zu beschreiben. Durch die Lnge von Vektoren kann man Grssen anderer wichtiger Parameter wie Bewegungsrate oder Kraftintensitt usw. darstellen. Aufspaltung in Vektorkomponenten, Vektoraddition, skalare Multiplikation und das Skalarprodukt sind die Operationen, die verwendet werden, um Deformation in jedem mglichen Masstab zu analysieren. In dieser Hinsicht werden durch Matrizen (matrices) die Schreibweise und die Handhabung von Gleichungen vereinfacht. Diese Darstellung ist in der Strukturgeologie sehr wichtig, da man oft einige allgemeine lineare Gleichungen gleichzeitig lsen mu.

Differential und Integral Rechnung Geologie ist eine prozessorientierte Disziplin, und diese Prozesse finden mit einer bestimmten Kinetik statt. In der Strukturgeologie werden wir die Menge der Formnderung in einer bestimmten Zeit untersuchen und die ist nicht notwendigerweise linear. Um Schwierigkeiten zu vermeiden, die durch Unregelmigkeiten entstehen, werden nderungsgeschwindigkeiten als momentane Geschwindigkeit oder Kinetik ber einer infinitesimallen kleine Zeitspanne ausgedrckt, die mit Differentialrechnung berechnet werden kann. Zum Beispiel ist die Geschwindigkeit eines Krpers, der sich entlang einer Linie zu einem beliebigen Zeitpunkt t bewegt, die Ableitung seiner Positionskoordinaten c = f(t) nach der Zeit t:

v =dcdt

Die Beschreibung von Deformation als Prozess bezieht Ableitungen mit ein, deren Standardform in jedem mglichem Lehrbuch der angewandten Mathematik gefunden werden kann. Zusammenfassung Es ist erstaunlich, da egal wie kompliziert die Bewegungen der Platten auch immer sind, sie nur eine kleine Anzahl von Deformationsstrukturen (Strungen, Falten und in Verbindung stehende Sekundrstrukturen, Boudins) produzieren knnen. Die Herausforderung in der Strukturgeologie liegt darin mit wenigen grundlegenden Formen kompressive, extensive, Blattverschiebungen und Schwerkraft-kontrollierten tektonische Systeme zu unterscheiden.

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jpb-Mechanische Aspekte der Deformation Grundk

MECHANISCHE ASPEKTE DER DEFORMATION EINFHRUNG

Ein fester Krper, der usseren Krften ausgesetzt ist, tendiert dazu, sich zu verschieben und seine Form zu ndern. Whrend der Festkrperverformung werden die Gesteine so verschoben und/oder rotiert, dass die ursprngliche Grsse und Form erhalten bleibt. Wenn die wirkende Kraft auf den Krper teilweise oder ganz vom Krper selbst absorbiert wird, anstatt den Krper zu verschieben (z.B. die Krfte, die auf ein Gestein wirken, das zwischen konvergierenden, divergierenden oder Transform-Plattengrenzen eingeklemmt ist), wird der Krper (d.h. das Gestein) unter Spannung gestellt. Diese Krfte bewirken dann die Bewegung von Teilchen innerhalb des Krpers. Somit verndert der Krper seine Form und/oder Volumen, das heisst, er wird verformt. Unter Verformung versteht man die Deformation eines Gestein infolge von Krafteinfluss. In der Erdkruste sind die wichtigsten dieser Krfte fr relativ lange Zeit aktiv. Sie sind auf die Schwerkraft zurckzufhren und die relativen Bewegungen grosser Gesteinsmassen in der Kruste und im oberen Mantel. Andere mgliche Krfte sind meistens klein oder nur fr kurze Zeitspannen aktiv, so dass keine bedeutende Verformung entsteht. Demzufolge knnen Gesteine auf drei verschiedene Weisen unter Spannung gestellt werden, wobei eine jede einer der drei grundlegenden Bewegungen an Plattengrenzen entspricht. Wie jeder Festkrper verformen sich Gesteine, wenn die angewandte Spannung ihre Festigkeit bersteigt. Wenn ein Gestein bricht und seine Kohsion verliert, so ist es sprd. Wenn das Gestein sich ohne Kohsionsverlust in komplizierte Formen verformt, die bestehen bleiben, wenn die Kraftwirkung aufhrt, so hat das Gestein eine permanente Verformung aufgenommen und das Gestein selbst war duktil. Das Verhalten der Gesteine, das heisst, ob sie sich permanent oder nicht permanent verformen, ob Verformung berwiegend durch duktilen, sprden oder einen anderen Deformationsprozess entsteht, hngt von der Wechselwirkung einer Anzahl von physikalischen und chemischen Faktoren ab. Wir konzentrieren uns in dieser Vorlesung darauf, diese Faktoren zu prfen, um eine physikalische Einsicht zu gewinnen, wie sich Gesteine in der Natur verformen.

Beispiel von permanenter Verformung: Faltenzug in Gneiss

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KRAFT UND SPANNUNG Physikalische Grssen Die mechanischen Eigenschaften eines Materials knnen mit den drei grundlegenden physikalischen Grssen Masse [M], Lnge [L] und Zeit [T] ausgedrckt werden.

Kraft Erinnern Sie sich an die Physik, in der eine Kraft durch das Produkt von Masse und Beschleunigung definiert ist. Die Kraft ist eine vektorielle Grsse der Form [F] = [MLT-2] Das Newton und das dyne sind die Grundeinheiten der Kraft (1N= die Kraft, die bentigt wird, um einen Krper von 1 kg mit 1m/s-2 zu beschleunigen; 1N = 105 dynes). Die Kraft besitzt sowohl Grsse als auch Richtung (inkl. Orientierung). Gewhnlich stellt man die Kraft als Pfeil dar, deren Lnge die Grsse (Magnitude) bezeichnet, und deren Richtung (rumliche Orientierung der Linie) sich auf die Einwirkungsrichtung in einem Koordinatensystem bezieht. Der Sinn der Richtung (= Orientierung) wird durch eine Pfeilspitze wiedergegeben, die in Richtung der Beschleunigung weist. Die fr uns am meisten vertraute Kraft ist das Gewicht, das per Definition die Kraft erfahren durch eine Masse (Produkt von Volumen und Dichte) in Richtung der Gravitationsbeschleunigung ist und deshalb normal zur Erdoberflche ist. Krfte, die auf das ussere eines Krpers einwirken, z.B. zum Bewegen eines Bleistifts, sind Oberflchenkrfte oder angewandte Krfte. Diejenigen Krfte, die an jedem Punkt des Krpers angreifen werden Krperkrfte genannt, z.B. das Gewicht des Bleistifts. Da Gravitationskrfte zur Masse proportional sind, bedeutet das Gewicht einer berlagerten Gesteinskolonne eine bedeutende Kraft auf die tiefer liegenden Gesteine in der Kruste.

ursprnglicheProbe

duktileScherung

Torsion

Laborverformungsexperimente(ETH Zrich)

sprdeVerkrzung

duktileVerkrzung

duktileDehnung

Krfte knnen in eine bestimmte Richtung wirken und werden deshalb auch gerichtete Krfte genannt. In der Geologie ist Kompression eine Kraft, die dazu tendiert, Krper zu komprimieren.

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Unter der Zugkraft versteht man jene Kraft, die die Eigenschaft hat, Krper auseinanderzureissen. Scherung (Scherkraft) wird durch ein Krftepaar, das in der gleichen Ebene liegt, aber in entgegengesetzter Richtung orientiert ist, erzeugt. Torsion ist eine Drehung, die durch zwei entgegengesetzte Krftepaare, die in parallelen Flchen wirken, entsteht. Wie jede vektorielle Quantitt, so kann auch die Kraft in verschiedene Komponenten, parallel zu jeder Koordinatenachse irgendeines Referenzsystemes, aufgespalten werden. Eine Kraft, die auf eine Ebene wirkt, kann durch ein Krperelement Krfte unterscheiden, welche parallel zur Ebene gerichtet sind und andere, die normal dazu stehen. Diese beiden Komponenten heissen Normalkraft und Scherkraft. Die einzelnen Komponenten der Kraft werden in zwei Dimensionen folgendermassen definiert:

Scherkraft = (Kraft)(cos ) Normalkraft = (Kraft)(sin )

(Kraft)2 = (Normalkraft)2 + (Scherkraft)2 ist der Winkel zwischen der Kraft und der Ebene.

Kraft F

Ebene

Vektorielle Auflsung einer Oberflchenkraftin ihre Normal- und Scherkomponente

Scherkraft=

Kraft (cos )

Normalkraft=

Kraft (sin )

F = F.sinN F = F.cosS

Stellen Sie sich innerhalb einer grossen Gesteinsmasse einen kleinen Gesteinswrfel vor. Alle sechs Flchen dieses Wrfels werden durch die anstossenden Teile des umgebenden Gesteins angedrckt und es entstehen entsprechende Reaktionen vom Material innerhalb des Wrfels. Zudem ist jedes Massenteilchen innerhalb des Wrfels der Schwerkraft unterworfen. Unter natrlichen statischen Gleichgewichtsbedingungen (der Wrfel bewegt sich nicht) mssen die Krfte an gegenberliegenden Flchen im Gleichgewicht miteinander stehen. Dies setzt voraus, dass Normalkrfte auf gegenberliegenden Flchen gleiche Magnitude, jedoch entgegengesetzte Orientierung haben. Die Scherkrfte auf gegenberliegenden Flchen (zwei auf jeder Flche) mssen ebenfalls im Gleichgewicht stehen, um eine Rotation des Wrfels zu verhindern. Vereinfachend knnen die Kanten des Wrfels als die Hauptachsen des dreidimensionalen Koordinatensystems genommen werden. Daraus folgt dann, dass sich die Scherkomponente in zwei Scherkomponenten parallel zu den Kanten der betrachteten Flche auflsen lsst.

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Spannung Die Grsse der Krfte, die auf die Flchen des Wrfels einwirken, hngt vom Flcheninhalt ab. Je grsser der Wrfel, desto grsser muss die Kraft sein, um eine Formnderung oder Bewegung zu bewirken. Es ist deshalb vorteilhaft, ein Mass zu haben, welches von der Grsse des in Betracht gezogenen Wrfels unabhngig ist. Die Spannung wird als Kraft pro Flcheneinheit definiert:

= F / A Die Spannung beinhaltet sowohl die Kraft als auch die Reaktion. Die Spannung ist deshalb ein Paar von gleichen und entgegengesetzten Krften, die auf die Einheitsflche des Krpers wirkt. Spannung hat die Dimension

[M*LT-2]/[L-2] = [Masse * Lnge-1 * Zeit-2] Die Einheiten, die heutzutage in der Geologie am hufigsten gebraucht werden, sind Pascal (1 Pa = 1 Newton.m-2 mit 1N = 1 kg m s-2) und Bar (1 Bar = 105 Pa ~ 1 Atmosphre = 1 kg.cm-2). Die Spannung beinhaltet sowohl die Kraft als auch die Reaktion. Die Spannung ist deshalb ein Paar von gleichen und entgegengesetzten Krften, die auf die Einheitsflche des Krpers wirkt. Spannung hat die Dimension

[M*LT-2]/[L-2] = [Masse * Lnge-1 * Zeit-2] Die Einheiten, die heutzutage in der Geologie am hufigsten gebraucht werden, sind Pascal (1 Pa = 1 Newton.m-2 mit 1N = 1 kg m s-2) und Bar (1 Bar = 105 Pa ~ 1 Atmosphre = 1 kg.cm-2). Komponenten der Spannung. Spannung in einem 'Punkt' Mit einem infinitesimal kleinen Wrfel knnen wir den Zustand der Spannung in einem Punkt (state of stress at a point) betrachten. Die Kraft an jeder Einheitsflche der Wrfelflchen kann in drei orthogonale Komponenten zerlegt werden, eine normal zur Flche und zwei parallel zur Flche (Scherkrfte). Genauso knnen die Spannungen auf den Flchen eines Einheitswrfels in eine Normalspannung (normal stress) senkrecht zur Flche und zwei Scherspannungen (shear stresses) parallel zu den Kanten aufgeteilt werden. Der Zustand der Spannung in einem Punkt ist drei-dimensional. Der Normalspannung wird das Symbol und den Scherspannungen das Symbol zugeordnet, obwohl oft in der Literatur verwendet wird.

z

x

y

zz

yy

zy

yz

yxxy

zx

xz

xxSpannungszustand

in einem Krperelement dargestelltdurch die Normal- () und Scherspannungen ()

x, y und z = Achsendes orientierten

Koordinatensystems

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Hauptspannungen Das System von Normal- und Scherspannungen, die auf die Seiten eines Einheitswrfels einwirken, kann mathematisch durch die drei Normalspannungen (), die zueinander senkrecht stehen, und durch die sechs Scherspannungen() parallel zu den Wrfelflchen dargestellt werden. Es ist erleichternd, die Kanten des Wrfels als ein System von Kartesischen Koordinaten zu verwenden (x1= x, x2= y, x3= z) und das Symbol ij dazu zu bentzen, jene Spannungskomponente zu bezeichnen, die auf das Flchenpaar normal zu xi einwirkt und in Richtung xj wirkt. So knnen wir die Spannung auf einer Flche in drei Komponenten aufteilen: 11 (oder xx) ist die Komponente der Normalspannung auf der Flche normal zu x1= x. 12 und 13 sind die zwei Komponenten der Scherspannung auf dem Flchenpaar normal zu x1, wobei eine jede entlang der anderen Koordinatenachsen x2 und x3 wirkt, respektive. Fr jedes Flchenpaar gibt es eine Flche, fr die die nach innen gerichtete Normalspannung, hier positiv, entgegengestezt der Normalspannung ist, die auf die andere Flche wirkt. Das gleiche gilt fr die Flchen normal zu x2 und x3, so dass wir fr die drei Flchen insgesamt neun Spannungskomponenten erhalten. In einem homogenen Spannungsfeld ist es immer mglich, drei gemeinsame orthogonale Ebenen zu finden, auf denen die Scherspannungen verschwinden.

12 = 23 = 31 = 0

Diese drei Ebenen sind als Hauptspannungsebenen bekannt und sie schneiden sich entlang den drei zueinander senkrechten Hauptachsen der Spannung oder einfach Hauptspannungsachsen. Die Spannungskrfte, die in Richtung dieser drei Achsen wirken, sind die Hauptspannungen. Sie werden je nach ihrem Betrag mit 1, 2 und 3 bezeichnet. Konvention ist, dass 1 2 3 ist. Dies entspricht den maximalen, intermediren und minimalen Hauptspannungswerten. Die Hauptspannungsachsen stimmen berein mit den Hauptachsen des Spannungsellipsoids.

Achtung: In der Physik und im Ingenieurbereich ist die Zugspannung positiv und die Kompressionsspannung negativ. In der Geologie ist Kompression der dominierende Zustand der Erdkruste und darum ist es blich, die Kompressionsspannung positiv und die Zugspannung negativ zu bezeichnen.

Der Zustand der Spannung in einem Punkt kann deshalb durch drei Hauptspannungen und Richtungen vollstndig beschrieben werden. Fallen die Achsen der Hauptspannungen nicht mit den Koordinatenachsen berein, so sind sechs unabhngige Spannungskomponenten notwendig, um den Spannungszustand vollstndig zu beschreiben. Durchschnittliche Spannung und Spannungsdeviator Die Durchschnittsspannung ist einfach das arithmetische Mittel der drei Hauptspannungen

p = (1+ 2 +3)/3 Sie steht im Zusammenhang mit dem Gewicht der berlast.

Der Spannungsdeviator der Hauptspannungen beinhaltet die Betrge, um wieviel jede Hauptspannung von der Durchschnittsspannung abweicht. Der Spannungsdeviator ist wichtig bei der Betrachtung von Formnderungen (im Gegensatz zu Volumennderungen) eines Gesteinskrpers. Wo 1 2 3 gilt, knnen wir uns vorstellen, dass zwei Komponenten auf das Gestein einwirken:

- die Durchschnittsspannung S = (1 + 2 + 3) / 3 , manchmal auch als die hydrostatische Spannungskomponente bezeichnet

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- und drei Deviator-Spannungen: s1 = 1 S s2 = 2 S s3 = 3 S

Spannungsfeld; Spannungstrajektorien Die Verteilung aller Spannungen in allen Punkten in einem Krper wird als das Spannungsfeld beschrieben. Wenn diese Komponenten in allen Punkten gleich sind, d.h. gleiche Magnitude und Orientierung, ist das Spannungsfeld homogen. Ansonsten ist es inhomogen. Spannungstrajektorien (stress trajectories) sind gebogene Linien, die verschiedene Mepunkte einer Spannungsrichtung ( z.B. 1) parallel zur Wirkungsrichtung der Spannung verbindet. Die Trajektorien zeigen die kontinuierliche nderung der Richtungen innerhalb eines Krpers. Die Trajektorien der Hauptspannungen mssen sich aber in allen Punkten immer rechtwinklig schneiden. Zusammen stellen die drei Trajektorien das allgemeine Spannungsfeld in einem Krper dar. Zwei oder mehr Spannungsfelder verschiedenen Ursprungs knnen sich berlagern. Dies ergibt ein zusammengesetztes Spannungsfeld.

DAS VERHALTEN VON GESTEINEN ZU SPANNUNG - ELEMENTE DER RHEOLOGIE Das Deformationsverhalten von verschiedenen Materialien variiert bei einem bestimmten angelegten Spannungssystem betrchtlich. Eine Spannung wird ein Material nur dann permanent verformen, wenn die Festigkeit (strength) des Materials berstiegen wird. Einfacher gesagt kann die Festigkeit als die maximale Spannung betrachtet werden, die ein Material unter gegebenen Bedingungen aushalten kann. Zuerst mssen wir die Natur der Beziehung zwischen Spannung, Verformung und Zeit betrachten, was uns helfen wird, eine Anzahl idealer Verhaltensweisen der Deformation zu definieren (Rheologien, wie elastisch, plastisch, etc.). Einige Materialien haben solche einfache Rheologien. Meist sind es aber nur Annherungen an das wirkliche Verhalten. Es ist eine der Aufgaben der Rheologie, die verschiedenen Grade der Approximationen ber die verschiedensten physikalischen Bereiche zu bestimmen (Beispiel: Deformationsverhalten von Kalk in Abhngigkeit der Temperatur). Zahlreiche Informationen ber die Beziehungen zwischen Spannung und Verformung erhalten wir durch die Zusammenarbeit mit Geologen, Physikern und Ingenieuren, die Experimente mit Gesteinen in Labors durchfhren, um zu verstehen, warum Gesteine an einer Stelle verfaltet sind und an der nchsten zerbrochen.

yield point

Fliessgrenze Fliessgrenze

zunehmende Verformung

zun

ehm

ende

Bel

astu

ng

Das Gestein wird vorbergehend verformt Das Gestein bricht

Qualitatives Verhalten eines experimentell verformten Gesteinszylinderunter niedrigen Druck und niedriger Temperatur Bedingungen

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Indem wir Gesteine Krften und Spannungen unter kontrollierten Bedingungen im Labor unterwerfen, knnen wir die Natur der Deformation und das spezifische Verhltnis zwischen Spannung und Verformung beobachten und mathematisch beschreiben. Die meisten Experimente bestehen darin, eine kleine zylindrische Gesteinsprobe entlang der Achsen des Zylinders unter Spannung zu setzen, indem mit einem Kolben auf ein Ende der Gesteinsprobe gedrckt wird, whrend an allen Seiten der Probe ein gleichmssiger Umgebungsdruck angelegt wird. Der Umgebungsdruck wird durch eine Flssigkeit erzeugt, die unter Druck steht und die Probe in einer Druckkammer umgibt. Diese Drucke simulieren sowohl eine realistische Kraft der Kompression als auch den Umgebungsdruck, dem Materialien tief in der Kruste durch das Gewicht der darberliegenden Gesteinsmassen unterworfen sind. Die Flssigkeit bertrgt einen gleichmssigen Umgebungsdruck auf die Probe mit Hilfe einer undurchlssigen, biegsamen Hlle, die jacket genannt wird und gewhnlich aus Kupfer besteht. Diese Experimente erlauben ebenfalls, Deformationen einer Probe unter vernderbaren und kontrollierbaren Bedingungen zu erzeugen. * Unter niedrigen Umgebungsdrucken und Temperaturen, wie denen in geringer Tiefe in der Erdkruste, sind zwei Flle mglich:

- Die Probe kommt in ihre ursprngliche Form zurck, wenn die Belastung weggenommen wird (d.h. elastisches Materialverhalten)

- Oder sie verformt sich durch Bruchbildung. Das Material verhlt sich sprde. * Bei hohen Umgebungsdrucken und Temperaturen, wie denen in grsseren Krustentiefen, verformt sich die Probe langsam und stetig ohne zu zerbrechen. Sie verhlt sich wie ein nachgiebiges, formbares Material; es verhlt sich duktil. Die verformte Probe kehrt nicht in ihre ursprngliche Form zurck, wenn die Belastung weggenommen wird. Wenigstens ein Teil der Deformation ist permanent. Die Probe verhlt sich somit wie plastisches Material. Diese Art von Experimenten zeigt, dass insgesamt kalte Gesteine im oberen Teil der Kruste sich bruchhaft verformen und heisse Gesteine in der Unterkruste duktil.

Fliessgrenze

zunehmende Verformung

zun

ehm

ende

Bel

astu

ng

Das Gestein wird dauerhaft verformt.........

kann zu Bruch fhren

Qualitatives Verhalten eines experimentell verformten Gesteinszylinderunter hohen Druck und hohen Temperatur Bedingungen

Diese Annherungen gestatten uns, mgliche Mechanismen in geologischen Materialien ausfindig zu machen. Der Umgebungsdruck verringert den Porenraum und verursacht nur Volumennderung. Signifikante Deformation in Gesteinen tritt als Bruch, Fliessen oder einer Kombination von beiden auf. Zuerst ist es jedoch notwendig, zwischen den Materialgrundeigenschaften und seinem Verhalten zu unterscheiden. Materialeigenschaften Materialien knnen mechanisch homogen oder inhomogen sein. Ein homogenes Material zeichnet sich dadurch aus, dass in allen Orten des Materials, also in allen Gesteinsproben, die gleichen mechanischen Eigenschaften auftreten. Homogene Materialien knnen mechanisch isotrop oder anisotrop sein. In isotropen Materialien sind die mechanischen Eigenschaften unabhngig von der Richtung, in welcher sie gemessen

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werden (im Gegensatz zu anisotrop). Gute Beispiele homogener und isotroper Materialien sind Sandsteine und Granite. Materialverhalten unter Deformation Elastische Verformung Wenn eine akustische Welle eines Erdbebens oder einer Explosion einen Gesteinskrper durchquert, werden die einzelnen Partikel im Gestein rtlich von ihrer normalen Position verschoben. Nach der Strung kehren die Partikel wieder in ihre Grundposition zurck. Unter solchen Umstnden sind die durch die Strung entstandenen Spannungen klein, die Verformungsgeschwindigkeiten (strain rates) aber relativ gross (mindestens in der Grssenordnung 10-3sec-1). Durch diese Art der Deformation entsteht keine permanente Verformung des Gesteins. Die gleiche Art temporrer und total rckfhrbarer Verformung entsteht, wenn eine Gesteins- oder Mineralprobe im Labor mit einer relativ geringen Spannung beladen wird. Das Gestein kann in seine ursprngliche Form zurckkehren und das durch die Spannung erzeugte Volumen wird wieder entfernt. Zwei dimensionale Diagramme von Verformung gegen Spannung veranschaulichen das Verhalten einer grossen Anzahl von Gesteinen und Mineralien, die unter tiefen hydrostatischen Drucken und Temperaturen achsial belastet worden sind. In dem Moment, in dem eine Probe belastet wird, beginnt sich die Probe zu verformen. Dabei ist die ideale Beziehung zwischen der Achsialspannung und der longitudinalen Verformung (longitudinal strain) linear. Vorausgesetzt, dass die Probe nicht zerbricht, kehrt sie bei Entfernen der verformenden Last augenblicklich wieder in ihre ursprngliche, unverformte Position zurck. Diese Art des Verhaltens, bei dem augenblicklich bei Belastung Spannung oder bei Entlastung Entspannung einsetzt, nennt man elastisches Verhalten (elastic response). Diese Art der Deformation kann durch Kompression oder Extension einer schraubenfrmigen Feder reprsentiert werden.

t

tHookesches Element

Feder

oder d l

elastische Verformung

Steigung = Konstant

Young's Modul

KraftF

oderF

Die Beziehung zwischen Spannung und Verformung in elastischen Krpern sagt, dass fr ein gegebenes Material Spannung / Verformung = konstant. Deshalb ist es eine lineare Beziehung, die Hookesche Elastizitt heisst und wie folgt formuliert werden kann: = E = E (l-l0) / l0 (1) wobei : die angewandte Spannung bedeutet ist die dimensionslose Streckungsverformung proportional zu , l = die neue Lnge, l0 = ursprngliche Lnge E = eine Proportionalittskonstante, unter Young'sches oder Elastizitts-Modul (Young's modulus) bekannt und mit der gleichen Dimension wie die Spannung.

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Viskose Verformung Diejenigen Deformationen, die fr Strukturgeologen von Interesse sind, beinhalten permanente und irreversibele Deformationen. Dies bedeutet, dass nach dem Abbau der deformierenden Spannungen ein bleibender Verformungszustand zurckbleibt. In vielen stark gefalteten Gebieten kommen unter bestimmten Bedingungen Gesteine vor, die grossen Verformungen ausgesetzt wurden, jedoch keinerlei Anzeichen von Bruchbildung oder anderweitigem Kontinuittsverlust aufweisen. Dieser Deformationstyp steht hufig - zumindest teilweise - mit der viskosen Verformung im Zusammenhang.

t

t

oder d l/d t

Newtonsches Element

Dmpfer

viskose Verformung

Steigung = Konstant

Viskositt

KraftF

oderF

Dieses Verhalten kann am besten durch das Fliessen von Flssigkeiten veranschaulicht werden. Viskose Verformung kann durch ein Zylindergefss und einem darin sich bewegenden in Kompression oder Extension befindlichen Kolben beschrieben werden (ein Dmpfer). Grosse, anhaltende Verformungen knnen Newton'sche oder ideal viskose Materialien aufnehmen. Es gibt keine Rckgewinnung (recovery, das bedeutet Zerstrung) nachdem die deformierende Spannung entfernt wurde. In diesen Materialien ist die Spannung direkt proportional zur Verformungsrate. &= (2) wobei die Verformungsrate und die Viskositt darstellt. Gleichung (2) zeigt uns, dass die Spannung direkt proportional zum Verformungsgrad ist, so dass, je hher die angewandte Spannung, desto schneller die Verformung des Materials ist. Und die gesamte Verformung hngt von der Magnitude der Spannung sowie dem Zeitraum, in der sie angewendet wird, ab. Das Newton'sche Verhalten mag eine genaue Annherung an jenes von richtigem Gestein bei hohen Temperaturen (1000-1500oC) sein und niedrigen Verformungsraten (10-12 bis 10-14 sec-1). Es sind jedoch mehr Versuche notwendig, um dies zu beweisen. Fr anisotrope Materialien wird (2) durch ein System linearer Gleichungen ersetzt. Diese physikalischen Umgebungsbedingungen entsprechen denen des oberen Mantels. Plastische Verformung Das ideal plastische Material ist ein Festkrper, der nur bis zu einem ganz bestimmten kritischen Spannungswert c die Spannungen aufbauen kann. Bei der kritischen Spannung c oder Fliessgrenze verformt sich der Krper permanent und kontinuierlich. An der Fliessgrenze ist es theoretisch mglich, unbegrenzte plastische Deformationen zu erzeugen. Unterhalb der Fliessgrenze treten elastische Verformungen auf. Das ideal plastische Material wird auf charakteristische Art und Weise verformt, indem nur rtlich, das heisst dort, wo die Spannungen die Fliessgrenze erreicht haben, Deformationen auftreten.

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t

t

Saint Venantsches ElementReibklotz

plastische Verformung

Reibung

KraftF

oder F

Das Modell fr Plastizitt ist ein ruhendes Gewicht, das auf einer rauhen Flche liegt. Das Gewicht verschiebt sich erst ab einer bestimmten Kraft. Ist die Kraft kleiner, so ruht der Krper an Ort und Stelle. Sprdes / duktiles Verhalten Unter atmosphrischen Druckbedingungen, bei Anwendung relativ grosser Spannungen, zerbrechen die meisten Gesteine und Mineralien nach einer gewissen elastischen Verformung in Fragmente. Diese Eigenschaft, bei der elastische Verformung zum Bruchversagen (rupture), das heisst zum Kohsionsverlust des Materials fhrt, wird sprdes Verhalten (brittle behaviour) genannt. Der Kohsionsverlust entsteht durch die Entwicklung von Brchen oder Strungen. Die maximale Spannung, der ein Gestein widerstehen kann, ohne permanent verformt zu werden, ist seine Proportionalittsgrenze (yield point) oder auch sein elastisches Limit. Brche sind gewhnlich parallel zur Lastachse und es gibt keinen Versatz parallel zur Bruchflche. Verwerfungen sind gegenber der Lastachse geneigt und zeigen lokal Versatz parallel zur ihrer Flche. Sprdes Verhalten beinhaltet die Bildung von Verwerfungen und Klften. Die mechanischen Eigenschaften von Gesteinen bei sprder Verformung sind nicht sehr stark abhngig von der Temperatur, dafr aber stark abhngig vom Druck. Deshalb steigt die Reibungsfestigkeit linear mit der Tiefe an. Im Gegensatz dazu und unter anderen Bedingungen, wie hheren Temperaturen und Drucken, kann ein Gestein seine Proportionalittsgrenze berschreiten und seine Kohsion behalten, wird aber eine nicht wieder umkehrbare Vernderung seiner Form oder seines Volumens erfahren. Die duktile Deformation ist einerseits durch permanente und penetrative Verformung, andererseits durch kontinuierliche, stetige Verformungsnderung, das heisst ohne sichtbare Diskontinuitten, charakterisiert. Die Festigkeit von Gesteinen bei duktiler Verformung ist nahezu unabhngig von Druckvariationen, fllt aber exponentiell mit der Tiefe ab, aufgrund von thermischer Schwchung. Wenn der hydrostatische Druck zunimmt, findet je nach Gesteinstyp ab einem bestimmten Druck der bergang von sprdem zu duktilem Verhalten statt. Diese nderung im Deformationsverhalten nennt man sprd-duktilen bergang. Der bergang ist allerdings nicht bloss vom hydrostatischen Druck abhngig, sondern auch von der Temperatur und der Verformungsgeschwindigkeit. Generell kann gesagt werden: Je niedriger die Temperatur und der hydrostatische Druck, und je hher die Verformungsgeschwindigkeit, desto eher verhlt sich ein Gestein sprde. Andererseits, je hher die Temperatur und der hydrostatische Druck, und je niedriger die Verformungsgeschwindigkeit (oder je lnger Spannung angesetzt wird), desto eher verhlt sich ein Gestein duktil.

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Mechanismen der Gesteinsverformung Kataklasis Deformation bei niederen Temperaturen und Umgebungsdrucken ist meistens mit der relativen Verschiebung der einzelnen Krner oder starrer Elemente verbunden, die Zertrmmerung, intergranulare Bewegungen und mechanische Granulation durchmachen. Dieser Prozess ist bekannt als Kataklasis und bildet ein kataklastisches Muster (cataclastic fabric). Das Gestein verhlt sich makroskopisch duktil, aber die Deformation wird durch das Wachstum von gleichmssig verteilten Mikrobrchen erreicht. Kataklasis kann in allen Grssenordnungen vorkommen. Die einzelnen Komponenten knnen jegliche Grsse haben; von feinen klastischen Krnern bis zu grossen, durch Brche begrenzte, Blcke. Plastizitt Permanente Verformung entsteht bei plastischem Fliessen durch Kristallgitterdeformation und kommt in Gesteinen meist in zwei Arten vor: Versetzungsgleiten (dislocation glide) und Versetzungskriechen (dislocation creep). Diese Prozesse sind unumkehrbar und knnen unter angemessenen Spannungsebenen und physikalischen Bedingungen Anlass zu gleichmssigem viskosen Fliessen der sekundren oder steady-state Stufe der Kriechverformungskurve geben. Die Entwicklung von Verzerrungen innerhalb der Kristalle durch Biegen, Zwilingsgleiten und hnliche Prozesse (ohne Mikrobrche) nennt man cold-working. Solch eine Deformation kann durch optische Mikrostrukturen identifiziert werden, wie Deformationszwillinge, undulse Auslschung, Deformationsbnder und lamellen und die Anwesenheit von Subkrnern. Formnderung in polykristallinen Aggregaten kann auch durch Materialtransport aufgrund von Diffusion erreicht werden. Bei tiefen Temperaturen und bei Anwesenheit von Fluiden, kann ein geologisch wichtiger Mechanismus des Materialtransports stattfinden: Drucklsung. Porenflssigkeit lst selektiv Material in Zonen mit hohem Druck und lagert es wieder in Zonen mit niederem Druck ab. Gelstes Material kann ber betrchtliche Distanzen transportiert werden.

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ZUSAMMENFASSUNG Es gibt in der Geologie zwei fundamentale Klassen von Krften. Krperkrfte wirken auf die Masse eines Krpers und hngen von der Menge an Material im Krper (d.h. das Gewicht) ab. Kontaktkrfte wirken an Oberflchen. Wie jede vektorielle Quantitt, so kann auch die Kraft in verschiedene Komponenten, parallel zu jeder Koordinatenachse irgendeines Referenzsystemes, aufgespalten werden. Die Spannung wird als Kraft pro Flcheneinheit definiert. In der Geologie ist der Spannungskonzept vorteilhaft, weil di Spannung von der Grsse des in Betracht gezogenen Krpers unabhngig ist. Die meisten Gesteine knnen sich entweder sprde oder duktil verhalten, was abhngig von solchen Faktoren ist wie Grsse der Differentialspannung, dem hydrostatischen Druck, der Temperatur, dem Flssigkeitsdruck und der Verformungsrate. Die Effekte der Testbedingungen knnen wie folgt kurz zusammengefasst werden:

Parameter Bedeutung und Definition Effekte Temperatur nimmt mit der Tiefe entsprechend

dem geothermischen Gradienten (5 bis 75C.km-1 auf der Erde) zu.

Je hher die Temperatur, desto duktiler und weniger sprd werden die Gesteine.

Umgebungsdruck nimmt mit der Tiefe entsprechend des

Gewichts der berlagernden Gesteine zu.

Umgebungsdruck hindert das Zerbrechen. Gesteine sind relativ sprd unter niedrigem Umgebungsdruck und neigen dazu sich unter hohem Umgebungsdruck duktil zu verhalten.

Verformungsrate Ist ein Ma fr die Zeit, whrend der

die Verformung stattfindet (oder Spannungen wirken).

Gesteine knnen sprd sein, wenn eine pltzliche Spannung angewendet wird, aber duktil, wenn die gleiche Spannung ber einen langen Zeitabschnitt angewendet wird. Je niedriger die Verformungsrate, desto duktiler reagiert das Gestein.

Zusammensetzung Entspricht demMineral- und

Fluidgehalt eines Gesteins

Jede Mineralsorte hat sein eigenes Verhalten. Schwache Mineralien wie Kalzit knnen schon duktil reagieren, whrend starke Mineralien wie Olivine sich noch sprd verhalten, auch wenn Temperatur, Umgebungsdruck und Verformungsrate geich sind. Wasser erhht die Duktilitt der Mineralien und des Gesteins.

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Mit Hilfe dieser Informationen knnen wir verstehen, weshalb in der oberen, kalten Kruste sprde Deformationen, in der unteren, wrmeren Kruste und Lithosphre duktile Deformationen auftreten. Das rheologische Schichtverhalten ist fundamental, wenn es um grossrumige Deformationen in der Kruste und der Lithosphre geht.

- In den oberen Krustenebenen brechen die Gesteine und lsen Erdbeben aus. Sie zeigen gewhnlich durch Faltung hervorgerufene Deformation und Zerklftung oder es entstehhen sogar tektonische Breccien.

- Die meisten Gesteine, die in die tiefe Kruste gelangen, werden duktile Deformation erfahren, wie sie Geologen vertraut ist, die gefaltete Gesteine in metamorphen Gebieten untersucht haben.

Diese Einteilung in rheologischen Schichten ist Fundamental um die grorumige Deformation der Kruste zu verstehen. Mit diesem Basiswissen der mechanischen Aspekte der Deformation knnen nun verschiedene Einzelstrukturen betrachtet werden, die aus verschiedenen mechanischen Verhaltensweisen entstanden sind. Viele Deformationsstrukturen, die in Oberflchengesteinen beobachtet werden, wurden hauptschlich durch duktile Deformation (oder Fliessen) gebildet und das in Tiefen, in denen hohe Temperaturen und Drucke vorherrschten. Whrend der spteren Erosion und Exhumierung wurden diese Gesteine statisch und konnten nicht lnger fliessen. Duktile Deformationsmuster werden allgemein durch darauffolgendes sprdes Zerbrechen und Bewegungen entlang Strungen in geringen Tiefen verndert.

jpb-Klfte-Brche Grundkurs-2001

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VERWERFUNGEN UND KLFTE Da die meisten Gesteine unter niederen Temperaturen und niederen lithostatischen Drucken sprde sind, enthlt beinahe jedes Gestein an oder in der Nhe der Erdoberflche Zeichen von sprdem Versagen (d.h. Verlust von Kohsion durch Deformation). Planare Diskontinuitten, entlang denen die Gesteine ihre Kohsion aufgrund ihres sprden Verhaltens verlieren, werden Klfte (joints) genannt, wenn keine Verschiebungskomponente parallel zur Ebene der Diskontinuitt besteht, und Verwerfung (fault) wenn die Blcke zueinander verschoben wurden. Diese geologischen Trennflchen haben grosse konomische Bedeutung. Im Bereich der Hydrologie und Erdlexploration sind sie wichtig, weil sie die Permeabilitt, Migration und Anreicherung steuern. Oft haben sie zum Aufbau von Erzkrpern beigetragen. Im Ingenieur-, Steinbruch- und Bergbauwesen, sowie in der Geomorphologie sind Brche und Klfte wichtig, weil sie bei nderungen von Belastungen reaktiviert werden knnen. Die meisten Klfte und Brche entstehen durch die Bildung von Rissen (cracks). Das sind Orte, an denen die Gesteinskohsion verloren gegangen ist. Der Prozess wird als Bruchbildung (fracturing) bezeichnet. Viele Klfte und Verwerfungen knnen ganz oder teilweise durch das Kristallisieren von sekundren Mineralien oder durch Rekristallisation der ursprnglichen Mineralien geheilt werden. Dies kann zu Erzkristallisationen fhren. Verheilte Diskontinuitten in Gesteinen nennt man Adern (veins).

Klfte aufgrund von Austrocknung (Trockenrisse) Orientierung von Bruchflchen in bezug auf die Hauptspannungsachsen Es ist wichtig sich zu merken, dass, obschon Spannung viele der physikalischen Eigenschaften der mit ihr verbundenen Kraft besitzt, dieses Konzept die zustzliche Verbindung mit dem Bereich immer mitbeinhaltet. So unterscheidet sich der Spannungswert nicht nur von Orientierung und Grsse von der auferlegten Kraft, sondern er unterscheidet sich auch, wenn der Wirkungsbereich von Orientierung und Grsse wechselt. In der folgenden Erwgung sind besonderst trigonometrische Funktionen (sin, cos und tan) wichtig. In einem Krper unter einem triaxialen Spannungsfeld sind die Hauptspannungen 1, 2 und 3.

Achtung ! Wir verwenden in der Geologie die Konvention, dass 1 die grsste Hauptspannung, 3 die kleinste Hauptspannung ist (d.h. 1 2 3 ). 1 ist maximal, das


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heisst im allgemeinen positiv und kompressiv, whrend 3 im allgemeinen negativ und extensiv ist. Beachte allerdings dass in der nicht geologischen Literatur oftmals die entgegengesetzte Konvention anzutreffen ist!

Fr praktische Zwecke knnen wir eine Ebene P im Krper annehmen, die parallel zu 2 liegt und einen Winkel mit 1 bildet ( ist auch der Winkel zwischen P und 3). Wir nehmen an, dass wir zur Behandlung von Spannungszustnden und der quantitativen Beziehung zwischen normaler Spannung und Scherspannung 2 vernachlssigen knnen, d.h. wir betrachten nur die zwei-dimensionale Hauptebene (13). Alle normalen Ebenen dazu und parallel zu 2 bilden nur eine Linie auf dieser Ebene.

F

F = Fsin

F = FcosN

S

Kraft

P-Flche

=

= cos

= sin

N

S

Spannung

A = EinheitsflcheA = Flche

P-Flche = Acos

F = Fcos = Acos = (P-Flche)cos N 2

FA

F = A

F = Fsin = Asin = (P-Flche)sincosS

P-Flche

Wir betrachten eine Kraft F, die auf die Flche P wirkt. Die Kraft F wird in eine Normal- (FN) und eine Scherkomponente (FS) aufgeteilt. Diese Komponenten haben die Grssen: FN = Fcos und FS = Fsin (1) Wir zeichnen Schnitte eines Wrfels mit einer Kraft der Grsse F, die auf eine Seite des Wrfels mit der Flche A wirkt. Von der Definition her ist die Spannung die Wirkung der Kraft pro Einheitsflche, was man sich als Intensitt der Kraft vorstellen kann. Die Spannung auf eine Wrfelflche hat die Grsse:

Spannung = Kraft / (Flche des Wrfels) = F / A (2)

Durch den Wrfel schneidet eine andere Ebene P, deren Normale mit einem Winkel von zu F steht. Die Flche der Ebene P ist:

P(Flche) = Wrfel(Flche) / cos AP =A cos (3) Somit :

FN = Fcos = Wrfel(Flche)cos = P(Flche)cos2 und (4)


30

FS = Fsin = Wrfel(Flche)sin = P(Flche)sincos Aus der allgemeinen Trigonometrie ist bekannt dass :

sin cos = 12

sin2

Der Wrfel ist so beschaffen, dass Ap = Einheitsflche = 1. Deshalb sind die Grssen der Normal-und Scherkomponenten der Spannung auf der P-Flche: N = FN /AP = (F/A)cos2 = cos2 und (5)

S = FS /AP = (F/A) sin cos =

2sin2

2

= N = sin2( - ) S

1

3

3 33

= 1

1

F N(P-Flche)

= cos 1

= 1SF S

(P-Flche)

23 = sin 3

33 = sincos3S

1 = cossin1SS

1

+ 1 112 +

cos2( - )2 2

1

Der Vergleich von Gleichungen (2) und (5) zeigt, dass die Spannungen nicht so berechnet werden knnen, wie wenn sie Krfte wren. Auch mssen Vernderungen in der Grsse der wirksamen Flchen bercksichtigt werden. Spannung ist ein anderer Mengenbegriff, auch bekannt als Tensor 2. Ordnung. Wir betrachten nun innerhalb eines kleinen Wrfels eine Flche parallel zu 2, die in einem Winkel zu 3 steht. Eine einfache geometrische Konstruktion ergibt, dass auch der Winkel zwischen 1 und der Linie normal zu P ist. Deshalb knnen wir aufgrund Gleichung (4) sofort schreiben, dass die Spannungskomponenten von 1 die folgenden sind:

1N = 1 cos2

1S = 1 sin cos 3 steht im rechten Winkel auf 1. Die gleiche trigonometrische Beziehung lst 3 in ihre Komponenten auf:

3N = 3 sin2

3S = 3 sin cos


31

Hieraus ergeben sich fr die Normal- und Scherspannungskomponenten folgende Beziehungen:

N = 1 cos2 + 3 sin

2 S = sin cos 1 3( )

Aus der allgemeinen Trigonometrie wissen wir auch dass:

cos2 = cos2 +12

sin2 = 1 cos22

die wir in die vorangehende Gleichung einsetzen knnen, um die normale Spannungskomponente zu schreiben:

N = 1cos 2+ 1

2 + 3

1 cos22

und vereinfachen zu:

N =1 + 3

2+

cos2 1 3( )2

Die Scherspannungskomponente ist dann:

S =12

sin2 32

sin 2

S =12

sin 2 1 3( ) Wo die Hauptspannungen 1 and 3 sind, lauten die grundlegenden Gleichungen fr die normale Spannung und die Scherspannung durch eine Flche, deren Normale mit dem Winkel zu 1 geneigt ist:

N =1 + 3( )

2+1 3( )cos2

2

(6)

S =1 3( )sin 2

2

Beachte, dass (6) zu (5) wird, wenn 3 null ist. Diese Gleichungen demonstrieren, dass fr Ebenen maximaler Scherspannung (S-max) 2 = 90 gilt. Das heisst, die Ebenen maximaler Scherspannung sind 45 zu den Hauptnormalspannungen 1 und 3 geneigt. In allen Fllen, in denen l > 2 > 3 ist, gibt es nur zwei Flchen mit maximaler Scherspannung und diese schneiden sich in 2. Die maximale Scherspannung hat die Werte (l - 3)/2. Auch fr den dreidimensionalen Fall beobachtet man die fr das Materialversagen wichtige maximale Scherspannung an jenen Ebenen, die mit 1 bzw. 3 einen Winkel von ungefhr 45 einschliessen und in der 2-Achse zum Schnitt kommen. Bei Triaxialversuchen (die drei Hauptspannungen haben Magnituden ungleich Null) bilden Scherbrche Winkel von weniger als 45o zur Hauptspannungsachse 1. Wo paarweise Verwerfungsflchen entstehen, die mehr oder weniger


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gleichzeitig entstanden sind und die beiden begnstigten Scherflchensysteme reprsentieren, spricht man von konjugierten Brchen (conjugate faults). Konjugierte Verwerfungen kreuzen sich auf einer Linie, die parallel zur intermediren Hauptspannungsachse 2 verluft. Kompressive Normalspannungen auf diesen Flchen tendieren dazu, Gleiten auf diesen Flchen zu verhindern; Scherspannungen auf diesen Flchen begnstigen Gleiten. In der speziellen Situation, in der 2 = 3 oder 1 = 2 gilt, gibt es eine unendliche Anzahl solcher Flachen, die 45 gegenber 1 oder 3 geneigt sind.

Drei Arten von Brchenbeobachtet in Laborexperimenten

Bruch durch Zug konjugierte Scherbrchebeim

Kompressionstest

Dehnungsbrchebei niederem

Umgebungsdruck

3

3 3

1

11

1

3

Theoretisch sollte die Bruchebene einen Winkel von 45 mit 1 bilden. Sie schliesst stattdessen aber hafig einen wesentlich kleineren Winkel ein. Es ist wichtig zu bemerken, dass die Orientierung von Verwerfungen Hinweise auf die Spannungen liefert, die auf die Gesteine eingewirkt haben. VERWERFUNGEN (Brche, Strungen) Verwerfungsterminologie Eine Verwerfung (fault) ist ein Bruch zwischen zwei Gesteinsblcken, entlang dessen die beiden Blcke in einer bestimmten Richtung parallel zur Bruchflche aneinander vorbeigeschoben wurden. Eine Verwerfungszone (fault zone) ist ist ein Zentimeter bis Kilometer breite Zone, die durch eine Gruppe von in Verbindung stehenden Verwerfungen, die hufig parallel oder anastomosierend angeordnet sind, zerbrochen wird. Eine Scherzone (shear zone) ist eine Zone, in der zwei Gesteinsblcke aneinander vorbeigeschoben wurden, ohne dass sich eine sichtbare Bruchzone entwickelt hat. Scherzonen stellen Gebiete mit duktiler Verschiebung dar (duktile Verformung unter ausreichend hoher Temperatur und/oder hohem Umgebungsdruck), im Gegensatz zu Verwerfungszonen, die durch rtlich sprde Deformation gekennzeichnet sind.


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Liegendes

Hangendes

Fallwinkel der

Streichrichtun

g

Verwerfun

gsebene

VersatzSprunghhe

mit

Rutschst

riemunge

n

Bewegungsflche

H

A

H = HorizontalverschiebungskomponenteA = AbschiebungskomponenteE = Dehnungsbetrag

E

Geometrien von Verwerfungenund messbare Komponenten der Gleitbewegung

Verwerfungen, die steiler sind als 45o, nennt man Steilwinkel-Strung (high angle faults), solche mit geringerem Einfallen Flachwinkel-Strung (low angle faults). Die beiden Gesteinskrper einer nicht vertikalen Verwerfung oder Scherzone werden oberhalb derselben als Hangendes (hanging wall) und unterhalb als Liegendes (footwall) bezeichnet. Eine Scherzone (shear zone) ist eine Zone, in der zwei Gesteinsblcke aneinander vorbeigeschoben wurden, ohne dass sich eine sichtbare Bruchzone entwickelt hat. Scherzonen stellen Gebiete mit duktiler Verschiebung dar (duktile Verformung unter ausreichend hoher Temperatur und/oder hohem Umgebungsdruck), im Gegensatz zu Verwerfungszonen, die durch rtlich sprde Deformation gekennzeichnet sind.

a

c

unve

rformte

r Proto

lith

Scherrichtung

Versatzebene

b

Scherebene

X

Y

Z

Z

X

Y

kinematischeAchsen

Hauptachsen des finitenVerformungsellipsoids

X YZ

duktileScherzone

Scher-

verform

ungs-

gradient


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Die Form der Strungsflche ist wichtig. Im allgemeinen sind die Bruchflchen gebogen. Falls die Bruchblcke sprd sind, fhrt dies zu einem Platzproblem. Denn wenn die nebeneinanderliegenden Blcke versetzt werden, knnen die Blcke nicht berall aneinander bleiben, es entstehen Lcher. Die Lcher knnen mit Gesteinsbruchstcken der Bruchflche aufgefllt werden, oder aus zirkulierenden Wssern scheiden sich darin Mineralien aus. Ein listrischer Bruch (listric fault) ist eine gebogene, nach oben hin konkave Verwerfung. Ein listrischer Bruch flacht gegen die Tiefe hin ab. Verschiebungsvektoren Der Vektor, der ursprnglich (vor der Verschiebung) zusammenfallende Punkte im Hangenden und Liegenden verbindet, wird Versatzvektor (Verschiebungsbetrag, Schublnge: net slip) genannt. Der Versatzvektor auf einer Bruchflche kann in irgendeine Richtung zeigen. Er kann in zwei zueinander senkrecht stehende Komponenten aufgegliedert werden: erstens die Horizontalkomponente parallel zum Streichen der Bruchflche (strike slip), und zweitens, parallel zum Fallen, die Abschiebungs- oder berschiebungskomponente(dip slip). Mit der Sprunghhe (throw) bezeichnet man den vertikalen Versatz entlang einer Strung. Verwerfungen werden nach der relativen Bewegungsrichtung von Verwerfungsblcken, die mit der die Verwerfung verursachenden Spannung verbunden ist, klassifiziert. Drei Grundtypen von Verwerfungen sind bekannt: Blattverschiebungen, Abschiebungen und berschiebungen.

Blattverschiebungen Eine Verwerfung mit vorwiegend horizontaler Bewegung parallel zur Verwerfungsebene wird Horizontal-, Transversal oder Blattverschiebung genannt. Blattverschiebungen (strike slip fault) haben gewhnlich sehr steile oder vertikale Fallwinkel und werden dann als transcurrent faults oder wrench faults bezeichnet. Eine grosse Seitenverschiebung, die in einer anderen grossen Struktur endet, nennt man Transfer-Strung (transfer fault). Der Sinn der Horizontalverschiebung an einer Strung wird durch die Ausdrcke linkssinnig (sinistral) oder rechtssinning (dextral) beschrieben. Eine Verwerfung ist linkssinnig, wenn der Beobachter auf dem einen Bruchflgel (fault block) steht, in die Richtung des Gegenflgels blickt und eine scheinbare Verschiebung (apparent displacement) des gegenberliegenden Bruchflgels nach links feststellt. Wenn die Verschiebung scheinbar nach rechts verluft, so spricht man von einem rechtssinnigen Verschiebungssinn.

Blattverschiebungen

rechtssinnig

linkssinnig

Eine Transform-Strung (transform fault) ist eine Blattverschiebung, die an Plattengrenzen liegt. Es sind Bruchzonen, die normalerweise im rechten Winkel mittelozeanische Rcken schneiden und diese horizontal versetzen. Sie unterscheiden sich aber von normalen Blattverschiebungen, indem sie eine entgegengesetzte Verschiebung vollfhren, als der Versatz der mittelozeanischen Rcken suggeriert. Die Transform-Strungen sind nur zwischen den Rcken aktiv, ber die Rcken hinaus sind sie inaktiv.


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aktive

Rift-V

alley

Rift-Va

lley

Aufstieg von Magma

in die Riftzone

des mittelozeanischen Rckens

Divergierende Plattengrenze mit einer Transformstrung

Transformstrung

Bruchzone

nicht-aktive

Bruchzone

nicht-aktive

Abschiebungen Eine Abschiebung (normal fault) ist eine grosswinkelige Strung, deren Versatz im wesentlichen durch die Abschiebungskomponente erzeugt wird. Wegen der Art der Trennung der geologischen Horizonte an einer Abschiebung, spricht man auch von Dehnungsbrchen (extensional faults).

Abschiebung

Dehnung

Aufschiebungen Eine Aufschiebung (reverse fault) und berschiebung (thrusts) umfassen alle kompressiven Brche deren Versatz im wesentlichen durch die berschiebungskomponente erzeugt wird. Das Hangende hat sich relativ zum Liegenden nach oben bewegt. Im Allgemeinen platziert eine Aufschiebung ltere Schichten im Hangenden ber jngere Schichten im Liegendem. Solche Verwerfungen fhren in der Vertikalen zur Repetition und berlappung eines geologischen Horizonts und werden gewhnlich als Kompressionsbrche (compressional fault) bezeichnet.


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Eine berschiebung s.s. (thrust fault) ist eine flach einfallende reverse fault, entlang der das Hangende berschiebungsdecken (thrust-sheets, nappes) von allochthonen Gesteinen bildet, die ber dem autochthonen Liegenden Platz genommen haben.

Verkrzung

berschiebung

Ein (tektonisches) Fenster (window) ist ein Aufschluss, wo Gesteine der nchst tieferen Einheit, das heisst unterhalb einer berschiebung, sichtbar werden. Der Aufschluss ist vllig umgeben von der darber liegenden berschiebungsmasse. Eine Klippe (klippe) ist ein Aufschluss des Hangenden, das ganz von Gesteinen des Liegenden umgeben ist.

Die Ausdrcke Abschiebung und berschiebung werden fr Verwerfungen, die keine Blatt-verschiebungskomponente enthalten, angewendet. Die Begriffe werden allerdings auch dort angewendet, wo die fall-parallele (dip-slip) Verschiebungskomponente relativ gross gegenber der Blattverschiebungskomponente (strike slip) ist. Wo die strike slip und dip slip Verschiebungen dieselbe Magnitude haben, wird die Verwerfung als oblique slip fault (Bruch mit schiefer Verschiebung) bezeichnet. Verwerfungsaktivitt Die pltzliche Freigabe der akkumulierten Spannungen durch Scherbruchbildung entlang einer Verwerfungsflche verursacht Erschtterungen (seismische Wellen), die in das umgebenden Gestein ausgestrahlt werden. Obgleich jede Verwerfung sich bewegt hat und reaktiviert werden kann, haben Geologen eine qualitative Klassifikation von drei Kategorien entwickelt, um seismische Gefahren abzuschtzen. - eine aktive Verwerfung hat sich whrend der letzten 10 000 Jahre bewegt. - eine mglicherweise aktive Verwerfung hat sich whrend des Quartrs bewegt. - eine inaktive Verwerfungen hat sich vor dem Quartr bewegt. Jedoch ist es schwierig ohne historische Aufzeichnungen von Erdbeben zu prfen, ob eine Verwerfung aktiv ist. Jede Verwerfung ist eine Schwchezone, die "fhig" zur Reaktivierung ist.


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Beziehungen zwischen Verwerfungen Verwerfungen trifft man gewhnlich in Gruppen an, die innerhalb einer Bruchzone oftmals dieselbe Art der Verschiebung anzeigen und geologische Krper in sogenannte Bruchblcke gliedern. Ein geologischer Krper kann durch zwei konjugierte Brche (conjugate faults) begrenzt sein. Konjugierte Brche sind charakterisiert durch entgegengesetzte Bewegungsrichtung. Kleinere Verwerfungen, die parallel zur Hauptverwerfung verlaufen und dieselbe Relativbewegung haben, heissen synthetische Verwerfungen (synthetic faults). Die kleineren, dazu konjugierten Verwerfungen, die entgegengesetzt zum vorherrschenden Sinn der Asymmetrie sind, nennt man antithetisch (antithetic).

Einen nach unten versetzten Block, welcher durch konjugierte Abschiebungen begrenzt ist, nennt man Graben (graben). Umgekehrt wird ein nach oben verschobener Block als Horst (horst) bezeichnet. Grben, die sich ber grosse Breiten erstrecken, heissen Rifts (rifts). Einen Graben, der nur durch ein Set von Abschiebungsflchen begrenzt wird, bezeichnet man als Halbgraben (half-graben).

Graben GrabenHorst

Halbgraben

listrische Abschiebung

Schematische Bezeichnung von Abschiebungskomponenten

antithetische F

lexur

Die antithetische Flexur (roll over anticline) ist eine schwache konvexe Biegung der Schichten im Hangenden. Diese Biegung entsteht durch das Vorbeigleiten des Hangenden an der konkaven Form der listrischen Abschiebung.


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s = (L - l ) t = Konstante00d

t0

s

s

Halbgraben

antithetische und duktile Flexur (Rollover)

0relative Extension = d/ l 100%Extension = Versatz d = L- l0

listrische Abschiebung

0Streckungsparameter = L/ l

Liegendes

Hangendes

Liegendabriss

Hangendabriss

l0 L

Wo berschiebungen oder Abschiebungen sich in gut geschichteten, horizontal gelagerten Formationen ausbilden, bauen sie im allgemeinen eine treppenfrmige Geometrie (staircase geometry) auf. Die Stufen der Treppen werden Rampen (ramps), die flacheren Strungsflchen als Flachbahnen (flats) bezeichnet. Die Flachbahnen befinden sich dort, wo sich das Hangende durch relativ inkompetente Formationshorizonte bewegt. Die Flachbahnen nennt man manchmal auch dcollement-Flchen. Die berschiebungsrampen klettern durch eine bestimmte stratigraphische Abfolge, die typischerweise in einem Winkel von etwa 30o zur Horizontalen geschnitten werden. Rampen mit Extension sollte man als Abscherung bezeichnen.

heraustretende berschiebungen

Transportrichtung

Schuppe

basaler Abscherhorizont

Duplex

Rckberschiebung

Liegendes(Autochthon)

Hangendes(Allochthon) Pop-up Dreieckszonelistrische Rampe

Dachberschiebung

blinde berschiebung

Schematische Bezeichnung von berschiebungskomponenten Rampen streichen nicht unbedingt senkrecht zur Bewegungsrichtung; sie knnen auch schief (schiefe Rampe, oblique ramp) oder parallel zur Transportrichtung verlaufen (seitliche Rampe, lateral ramp).


39

Bewegungs

richtung

laterale Rampe

schiefe Rampe

frontaleRampe

Gesteine an Bruchzonen Verwerfungszonen bestehen gewhnlich aus zerbrochenem Material, welches von den Seitenwnden der Strung durch die Bewegung abgerissen wurde. Sie werden als Strungsbrekzie (fault breccia), Kataklasite (cataclasite) oder, wenn die Fragmente mikroskopisch klein sind, als Mikrobrekzie (microbreccia) bezeichnet. Eine Verwerfungslette (gouge) liegt vor, wenn das Material hauptschlich aus tonartigem Pulver besteht. Das Material ist ein Aggregat aus eckigen, zerbrochenen Fragmenten des Gesteins an den Seitenwnden der Strung. Die Fragmente sind unterschiedlich gross und knnen durch ein zementartiges Material (Ausfllungen aus zirkulierendem Fluid) zusammengehalten werden. Viele erzreiche Adern kommen in solchen Situationen vor. In metamorphen Gesteinen sind die Strungszonen durch solide, relativ abtragungsresistente Gesteine gekennzeichnet, die im Dnnschliff eine plattige oder stengelige Struktur aufweisen. Solche Gesteine nennt man Mylonite (mylonite). Die Mylonite sind charakterisiert durch feine Korngrssen und eine Mikrostruktur, die auf duktile Deformation und dynamische Rekristallisation zurckgefhrt werden kann. Sie knnen grssere Fragmente oder Mineralien des Ursprungsgesteins enthalten; diese Fragmente werden Porphyroklasten genannt. Der ursprngliche Sinn des Ausdrucks Mylonit wird heutzutage, erweitert, fr jedes feinkrnige, metamorphe Gestein mit gut entwickelter Fliessstruktur gebraucht. Der Ausdruck Blastomylonit (blastomylonite) wird hingegen nur fr stark rekristallisierte (nach der Mylonitisierung) Gesteine angewendet. Eine usserst intensive Korngrssenverkleinerung und dynamische Rekristallisation entlang von Strungen kann zu einer harten, dunklen Fllung aus ultramikroskopischen Krnern fhren, welche grssere Fragmente enthalten. Dieses Material nennt man Ultramylonit (ultramylonite). Im Gegensatz dazu ist ein Protomylonit (protomylonite) ein Gestein in der Anfangsphase der Mylonitisierung. An gewissen Verwerfungen treten dnne, schwarze Filme oder massige Gesteine aus glasigem Material auf, die unter dem Namen Pseudotachylit bekannt sind. Typischerweise intrudieren sie auch das angrenzende zerbrochene Gestein. Pseudotachylite entstanden aus Schmelzen, die durch Reibungswrme entstanden sind. Die Reibungswrme kam infolge einer raschen (> 10 cm/s) Bewegung zweier Gesteinskrper entlang einer Verwerfungsebene zustande. Diagnostische Bewegungsstrukturen innerhalb von Bruchzonen Seitenverstellung geologischer Strukturen Ein erstes Anzeichen, dass man eine Verwerfung erkannt hat, basiert auf der Kenntnis der stratigraphischen Abfolge. Dann ist (z.B. in einem Bohrloch) eine berschiebung die Ursache der Repetition von Schichten, und eine normale Verwerfung Ursache der Lcke von Schichten. Diese


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Vereinfachung ignoriert indessen die mglichen strike-slip Bewegungen an Blattverschiebungen mit einem eigenem Fallwinkel. Gleitflchen Gesteine am Kontakt zu Verwerfungsflchen haben oft glnzende oder polierte Oberflchen, die sogenannten Gleitflchen (slickensides). Die Gleitflchen knnen nichtssagend sein, doch manchmal fhlen sie sich in Gleitrichtung glatter an.

StriemungenundRillen

Faserharnische

eben

eben

Riedelausbrche

Dehnungsrisse

StufenundAbstze

Riedelbrche

gebogen

P-RiedelflchenR-Riedelflchen

Sgezahntyp

Ausbrcheerzeugen Stufen HalbmondfrmigeAusbrche

Halbmondfrmig

StylolithenSchleifspuren

Normalerweise weisen die Gleitflchen eine auffllige Striemung auf. Man glaubt, dass es Kratzer parallel zur Relativbewegung der Strung sind. Einige Rutschstriemen knnen die Rillen eines harten Objekts der anderen Bruchseite sein, die vorbeigeglitten ist. Wenn man das festgenagelte harte Objekt findet, kann der relative Schersinn der Bewegung festgestellt werden. Die Meisten Striemungen sind definiert durch Streifen von Mineralien in feinkrnigem Material entlang der Bruchebene. Indem man spezielle Oberflcheneffekte im Zusammenhang mit der Striemung untersucht (z.B. kleine Stufen, faserige Kristalle, Zugbrche, Extensionsspalten und Schleppfalten) kann der relative Schersinn der Bruchbewegung definiert werden. Plattentektonik und Verwerfungen Wenn sich Platten gegeneinander bewegen werden Spannungen produziert und es baut sich Verformung im Gestein auf. Bruchbildung kann mit dem Gleiten eines Gewichts verglichen werden, das auf einer flachen und rauhen Oberflche steht. Die Reibung entlang der Grenze zwischen dem Gewicht und der Oberflche kann die Bewegung vorbergehend verlangsamen und


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anhalten. Wenn aber die rauhen Ecken abbrechen, tritt erneut Bewegung auf. Gesteine, die unter Spannung stehen, werden der Verformung unterworfen, bis sie schliesslich brechen und eine Verwerfung bilden. In diesem Augenblick wird die Energie in Form eines Erdbebens freigesetzt. Folglich sind Verwerfungen seismische Quellen. Die Identifizierung solcher seismischen Quellen in einem bestimmten Gebiet ist der erste Schritt zur Abschtzung der Erdbebengefahr.

1

3

12

3

1

2

3

2

1

2

23

13

2

13

1

Orientierung derHauptspannungen

Verwerfungen

Dynamische Interpretation von Verwerfungen

1

Stereoplots

Kompression

Extension

berschiebungen

Abschiebungen

Blattverschiebungen

Jeder der drei Haupttypen von Plattengrenzen ist verbunden mit einer besonderen Art von relativer Bewegung, die die Richtung der Kraft kontrolliert, und folglich auch mit einem besonderen Typ von Verwerfung. Abschiebungen werden gewhnlich dort gefunden, wo Zugspannungen die Erdlithosphre auseinanderziehen, wie entlang den Mittelozeanischen Rcken und dort, wo rifting innerhalb Kontinenten stattfindet, wie am Grossen Afrikanischem Grabenbruch (Great African Rift). berschiebungen entstehen durch horizontale Kompressionsspannungen und sind entlang konvergierender Plattengrenzen konzentriert, wo sowohl ozeanische Platten subduziert (z.B. Japan, Phillipinen) werden als auch kontinentale Platten kollidieren (z.B. Alpen, Himalaya). Die plattentektonischen Spannungen, die grosse Blat

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